courant marin
Courant caractérisé par une extension régionale ou planétaire, une direction relativement stable, une vitesse modérée (ordinairement inférieure à 1 m/s) et un débit élevé.
Caractéristiques
Un courant océanique se distingue du milieu – l'océan – par sa vitesse et par des propriétés spécifiques de température et de salinité. C'est ainsi que Benjamin Franklin a eu l'idée, pour repérer le Gulf Stream, d'utiliser un thermomètre : en effet, ce courant est beaucoup plus chaud que les eaux environnantes et sa position est marquée, au nord de sa trajectoire, par un front thermique important. Si les courants peuvent avoir une existence permanente, comme le Gulf Stream, certains ne sont que saisonniers, comme le courant de Somalie, qui apparaît pendant la mousson de sud-ouest ; ces deux courants ont pourtant une amplitude comparable.
Débit
Les courants marins se caractérisent également par un débit beaucoup plus important que celui des fleuves. Le Gulf Stream, par exemple, charrie vers le nord, au large de la Floride (États-Unis), 60 millions de m3 d'eau par seconde (60 sverdrups), et le courant circumpolaire antarctique transporte à la hauteur du passage de Drake, entre le cap Horn et le continent Antarctique, plus de 130 sverdrups. En comparaison, le débit de l'ensemble des fleuves terrestres ne correspond qu'à 1 sverdrup et l'Amazone n'a qu'un débit de 0,19 million de m3 par seconde.
Vitesse
Le courants de bord ouest-océaniques sont concentrés dans d'étroites bandes de 50 à 500 km de large et leur vitesse maximale en surface peut atteindre 1 mètre par seconde. À cette vitesse, il faut plus d'un mois pour dériver de 30° N. à 50° N. La vitesse décroît rapidement en fonction de la distance à la côte et de la profondeur (celle-ci est de l'ordre d'une centaine de mètres).
Les courants de bord est-océaniques sont d'intensité moins importante (quelques dizaines de centimètres par seconde au plus) ; ils s'étendent souvent plus largement vers le large avec une extension en profondeur plus faible.
Quelques courants se distinguent des précédents : les courants équatoriaux, qui, loin des frontières océaniques, atteignent des vitesses supérieures au mètre par seconde sous la surface de l'océan dans d'étroites bandes équatoriale ; et le courant circumpolaire antarctique, qui entoure le continent Antarctique et dont l'influence se fait sentir jusqu'à 3 000 m de fond.
Trajectoire
L'écoulement des courants marins n'étant pas contraint par le relief environnant comme le lit d'une rivière, leur trajectoire n'est pas celle d'un long fleuve tranquille : elle est animée de méandres et de tourbillons d'une taille caractéristique (environ 50 km) et d'une durée de vie de quelques mois. Cette grande variabilité du cours rend très difficile le tracé d'une carte exacte de leur emplacement ; on ne peut en donner qu'un axe, en moyenne statistique, afin d'éliminer les perturbations créées par les multiples tourbillons.
Mesures
Pendant longtemps, les livres de bord des bateaux marchands ont été utilisés pour déterminer les cartes des courants de surface océaniques. En comparant la position du bateau donnée par l'estime (point théorique d'arrivée calculé en tenant compte du cap et de la vitesse du bateau) et la position d'arrivée, on peut donner une estimation du courant de dérive océanique.
Aujourd'hui, de nouvelles techniques permettent de mieux suivre le cheminement complexe d'un courant marin et d'acquérir une meilleure connaissance de ses différents paramètres (température, salinité, etc.).
Mesures directes
Ce type de mesures des courants marins peuvent être effectuées de différentes façons : par mouillage, par dérive, et par effet Doppler acoustique.
Mesures par mouillage
Les mesures par mouillage constituent ce que l'on appelle des mesures « eulériennes » : l'appareil reste dans une position fixe alors que le courant s'écoule. Elles sont obtenues en immergeant dans l'océan un mouillage lesté, sur lequel sont fixés à différentes profondeurs des appareils permettant la mesure directe des courants par l'intermédiaire d'un rotor et d'une dérive sur un compas magnétique pour estimer la direction. Cette méthode permet d'obtenir des séries temporelles très précises des courants, mais en des localisations très ponctuelles.
Mesures par dérive
Les mesures par dérive, ou mesure « lagrangienne », consiste à laisser dériver un flotteur dans le courant, puis à calculer par analyse la trajectoire. Le positionnement du flotteur est effectué soit par trigonométrie, à partir de balises acoustiques déposées au fond de l'océan par les navires océanographiques ou directement à partir d'hydrophones embarqués, lorsqu'il s'agit de mesures sous la surface, soit par des satellites de positionnement lorsque le flotteur, équipé d'une balise Argos, se trouve en surface. Il faut disposer d'un grand nombre de flotteurs pour obtenir le tracé des courants dans une région, car ils sont rapidement dispersés par les mouvements tourbillonnaires. Ces méthodes ont cependant l'avantage d'explorer toute une région.
Mesures par effet Doppler
Les progrès technologiques ont mis à la disposition des océanographes de nouveaux instruments dont le principe de mesure est fondé sur l'effet Doppler créé par le courant marin sur la propagation d'une onde sonore : celle-ci subit une accélération ou une décélération suivant la vitesse du courant marin qu'elle traverse. Cette technique peut être mise en œuvre à partir d'une source sonore placée sur un mouillage ou d'un navire océanographique. Elle présente l'énorme avantage de ne plus localiser la mesure du courant marin à une profondeur donnée, mais de l'étendre à toute une tranche d'eau. On peut ainsi déterminer les courants sur plusieurs centaines de mètres de profondeur.
Relation géostrophique
Deux points proches situés à un même niveau dans l'océan ne subissent pas la même pression, car la répartition du sel et de la chaleur dans l'eau est inhomogène ; il apparaît une force de « gradient de pression » (proportionnelle à la différence de pression entre les deux points). Le courant tend alors à se diriger de la haute pression vers la basse pression, et il est dévié vers sa droite dans l'hémisphère Nord sous l'effet de la force de Coriolis. À l'équilibre, le courant s'établit perpendiculairement au gradient de pression, sur sa droite dans l'hémisphère Nord (sur sa gauche dans l'hémisphère Sud). L'équilibre entre force de gradient de pression et force de Coriolis s'appelle la géostrophie.
À une profondeur de 1 000 m, il est possible de calculer la pression en appliquant la relation hydrostatique. Connaissant la distribution de la salinité et de la température dans toute la colonne d'eau, on peut calculer la masse volumique en tout point de cette colonne et en déduire la pression à un niveau donné en intégrant verticalement la masse volumique de l'eau sus-jacente et en multipliant par l'accélération de gravité. Entre deux colonnes d'eau, on peut alors estimer la force de gradient de pression et en déduire le courant géostrophique, perpendiculaire à la section entre les deux colonnes. Cette loi très importante contrôle la quasi-totalité de la circulation à l'intérieur de l'océan. Elle permet de déduire facilement le courant, dont la mesure directe est difficile, à partir des mesures de température et de salinité.
Mesures hydrologiques
En utilisant la relation dite « géostrophique », il est possible d'estimer un courant océanique entre deux profils verticaux de masse volumique. Celle-ci est obtenue à partir de la connaissance de la température, de la salinité et de la pression. Ces trois paramètres sont facilement mesurables à l'aide d'un instrument appelé « sonde bathythermographique ». C'est une sonde électronique qui mesure en continu la conductivité, la température et la pression le long de sa trajectoire. On la descend et on la remonte régulièrement le long d'un câble. Si toute une colonne d'eau peut ainsi être explorée, l'océanographe est encore dépendant d'un bateau, ce qui limite fortement les zones d'investigation.
Apport des satellites
Les satellites de navigation (GPS, ou Global Positioning System) peuvent effectuer des mesures indirectes sur les mouvements d'un courant marin. Ils sont capables de situer un navire au mille près sur l'océan, ce qui améliore considérablement le calcul des courants de dérive par rapport à la méthode de l'estime. Cependant, cette mesure est encore entachée d'erreurs systématiques, car le vent exerce une pression importante sur les superstructures du bateau et entraîne un déplacement difficile à corriger. De plus, les routes des bateaux suivent des itinéraires bien précis afin de limiter les temps de transit et tendent à éviter les zones de tempêtes, ce qui ne permet pas d'avoir une couverture spatio-temporelle régulière et génère une sous-évaluation systématique des courants rencontrés en surface dans les régions difficiles ou peu fréquentées. Malgré ces défauts, les estimations par bateau restent encore la seule manière d'obtenir sur de grandes régions une couverture des champs de courant de surface.
L'observation spatiale est également en voie de révolutionner la connaissance des courants océaniques par un instrument nommé « altimètre », qui permet d'accéder à la carte du relief de la surface des océans. Ces derniers sont loin d'être plats, comme semblerait le suggérer l'examen d'une ligne d'horizon : la surface océanique gonfle par endroits de plusieurs dizaines de centimètres, comme au centre de la mer des Sargasses, ou se trouve déprimée, comme dans les régions côtières de remontée d'eau froide. L'altimètre mesure la distance entre le satellite et la surface de la mer. Moyennant de multiples corrections et filtrages, on peut obtenir, après une série de rotations du satellite, une carte de la topographie de surface des océans, à l'échelle globale. Connaissant la pente de la surface de l'océan, on peut alors estimer les courants « géostrophiques », puis les courants de surface, en tenant compte de la contribution locale du vent aux courants.
Le moteur des courants marins
La circulation océanique ressemble beaucoup à la circulation atmosphérique : les mécanismes dynamiques sont identiques, mais l'état du fluide change, ainsi que les forces externes.
L'action du vent
Le vent à la surface de l'océan exerce une tension. Cette dernière, qui est proportionnelle au carré de la vitesse du vent, entraîne les eaux sous-jacentes. Cependant, le coefficient de tension n'est pas constant : il dépend de la stabilité de la couche limite atmosphérique, de la différence de température entre l'air et l'eau et de l'état de la mer (une mer forte accroît la tension à l'interface entre l'air et l'eau).
Si l'entraînement des couches océaniques s'effectuait de façon laminaire par les processus de viscosité moléculaire, la pénétration de l'entraînement dû au vent serait à peine de 2 m d'océan pour un vent de 10 m/s soufflant durant deux jours. Mais l'océan répond au vent par de multiples mécanismes – dont les vagues –, qui sont cependant d'une petite échelle par rapport au vent et qui apparaissent comme de la turbulence.
La force de Coriolis
Lors de l'exploration de l'océan Arctique, l'océanographe norvégien Fridtjof Nansen a remarqué que la banquise ne dérivait pas dans le sens du vent mais entre 20° et 40° vers la droite de l'axe du vent. Le Suédois Vagn Walfried Ekman, en considérant un océan infini et homogène sur lequel soufflait un vent constant, a montré qu'une autre force intervient dans le mouvement : la rotation terrestre, qui imprime une déviation vers la droite dans l'hémisphère Nord (vers la gauche dans l'hémisphère Sud).
Difficilement perceptible à l'échelle humaine, cette force liée à la rotation de la Terre s'appelle la force de Coriolis. Elle est déterminante dans le calcul des trajectoires des grandes masses fluides, comme l'air et l'eau, auxquelles elle confère un potentiel de rotation que l'on appelle la « vorticité planétaire ».
La vitesse d'entraînement du courant marin par la rotation terrestre va dépendre de la latitude : elle est maximale à l'équateur et décroît vers les pôles, où elle s'annule. Ainsi, une particule se dirigeant de l'équateur vers le pôle Nord possède un excédent de vitesse et sa trajectoire s'incline vers l'est. Si elle part du pôle Nord vers l'équateur, elle sera en retard par rapport aux particules environnantes et sa trajectoire semblera s'incliner vers l'ouest.
Supposons que le courant ait atteint une certaine vitesse et que le vent s'arrête brusquement : le fluide ne va pas s'arrêter immédiatement, car il conserve sa quantité de mouvement, et une force continue de s'exercer, la force d'inertie, ou de Coriolis. Le fluide va alors être soumis à une accélération centripète, et le mouvement va devenir circulaire.
Le frottement du vent et la rotation terrestre impriment un mouvement de torsion au courant océanique en fonction de la profondeur : c'est la spirale d'Ekman. Le profil du courant suivant la verticale est de type exponentiel et il tourne vers la droite en s'enfonçant vers le fond de l'océan dans l'hémisphère Nord (inversement dans l'hémisphère Sud).
La circulation verticale engendrée par le vent
La tension de vent n'est pas uniforme spatialement et sa variabilité entraîne des mouvements de convergence et de divergence au sein de l'océan qui sont associés à des mouvements verticaux.
L'ajustement barocline
Dans un système de vent dont le rotationnel est positif (dans un système cyclonique, par exemple, tournant dans le sens inverse de celui des aiguilles d'une montre), les courants océaniques de surface engendrés par le vent vont être divergents : il va y avoir « pompage d'Ekman ». La surface de l'océan va s'incurver vers le bas alors que les isothermes sous-jacentes vont tendre à remonter vers la surface afin de compenser les forces de pression dans l'océan profond. En effet, le fond de l'océan ne peut supporter de grands courants et les forces de pression y sont quasi nulles.
La compensation des effets de pression dus à la surélévation de la surface par déformation des couches sous-jacentes s'appelle l'ajustement barocline. Cette déformation est très prononcée dans la région thermocline, où la température de l'océan varie très vite en fonction de la profondeur. Elle est située à quelques centaines de mètres dans les latitudes tempérées. La remontée de la thermocline permet aux eaux froides sous-jacentes d'arriver en surface : c'est le processus appelé « upwelling ».
L'upwelling
L’upwelling peut se produire en plein océan, lorsque le rotationnel de la tension de vent est négatif, mais il prend une amplitude particulière le long des côtes océaniques qui imposent une forte discontinuité dans la force exercée par la tension du vent.
Dans l'hémisphère Nord, lorsque le vent souffle le long d'une côte en laissant cette dernière à sa gauche (à sa droite, dans l'hémisphère Sud), les particules d'eau mues par le vent sont déviées vers le large par la force de Coriolis et les eaux froides arrivent en surface. Les processus d'upwelling sont très fréquents dans l'océan. Comme ils correspondent à une remontée des eaux profondes, ils sont souvent marqués par une intensification de production biologique, car ils amènent en surface des eaux riches en sels nutritifs.
La situation inverse correspond à une « succion d'Ekman », qui impose une plongée des eaux au niveau de la thermocline en présence d'une circulation de vent de type anticyclonique (dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère Nord). Ce processus est essentiel pour comprendre la circulation globale océanique, car il transmet les informations de surface (non seulement la température, la salinité, mais aussi la vorticité, c'est-à-dire la capacité de conserver un mouvement de rotation) dans les profondeurs de l'océan.
Description des courants
La force de Coriolis variant avec la latitude, et les continents étant principalement situés dans l'hémisphère Nord, les courants marins vont présenter de fortes disparités régionales.
Les courants marins dans l'hémisphère Nord
Le Gulf Stream
Le Gulf Stream est le prototype des courants de bord ouest. Son étude met en lumière les mécanismes qui contrôlent la circulation océanique.
Le parcours du Gulf Stream
Le Gulf Stream, appelé « courant de Floride » dans la première partie de son cours, est d'origine tropicale et ses eaux sont beaucoup plus chaudes que les eaux environnantes. Sa position est marquée par un front thermique important, les eaux chaudes étant dans l'axe du courant. Il ferme, à l'ouest de l'océan Atlantique, l'importante circulation anticyclonique (dans le sens des aiguilles d'une montre) de l'Atlantique Nord subtropical, qui correspond, en première approximation, à la circulation atmosphérique des alizés de nord-est au niveau du tropique du Cancer et des vents d'ouest aux latitudes tempérées.
Au large du cap Hatteras (État de la Caroline du Nord), le Gulf Stream quitte la côte des États-Unis vers l'est. Une partie de ses eaux délaissent progressivement le cours principal pour tourner dans le sens des aiguilles d'une montre : c'est la « recirculation » du Gulf Stream. Son mouvement est animé de nombreux méandres qui se détachent en tourbillons majoritairement chauds et anticycloniques au nord de son axe, froids et cycloniques au sud. Une branche se dirige vers l'Europe en se refroidissant progressivement, chauffant l'atmosphère sur son passage : c'est la dérive nord-atlantique.
Le rôle du Gulf Stream
La contribution du Gulf Stream à l'équilibre climatique des régions tempérées d'Europe est très importante : lorsque la dérive remonte vers le nord-est, une évaporation intense vers l'atmosphère se produit et, comme on le dit traditionnellement, elle apporte les eaux chaudes vers l'Europe, permettant à ce continent de bénéficier d'un climat très modéré (avec des écarts de température beaucoup plus limités que ceux existant le long d'un même parallèle en Amérique du Nord). Une partie des eaux ayant traversé l'océan Atlantique se retrouvent dans le courant des Canaries. Elles coulent vers le sud le long de la côte d'Afrique, puis tournent vers l'ouest, dans le courant nord-équatorial, dirigé vers l'ouest sur la route des alizés de nord-est. C'est dans cette région tropicale qu'elles se réchauffent à nouveau.
Le Kuroshio
L'équivalent du Gulf Stream dans l'océan Pacifique subtropical est le Kuroshio (« courant noir »), qui coule le long de la côte orientale des îles japonaises. Il traverse l'océan Pacifique et, devenu la dérive nord-pacifique, il confère aux régions de l'Ouest américain un climat semblable à celui de l'Europe de l'Ouest (mais l'océan étant beaucoup plus long à traverser, son effet est plus faible que celui de la dérive nord-atlantique). Une partie des eaux est entraînée vers le sud dans le froid courant de Californie, puis se retrouve vers l'ouest dans le courant nord-équatorial, sous les alizés de nord-est.
Ainsi, les grands courants de bord ouest sont des courants chauds, alors que les courants de bord est sont des courants froids. On trouve dans le sillage des courants de bord est des upwellings spectaculaires qui refroidissent les eaux de surface et apportent des eaux très riches en sels nutritifs, donc poissonneuses : l'upwelling de Mauritanie et l'upwelling de Californie dans l'hémisphère Nord.
Les courants marins dans l'hémisphère Sud
Une circulation similaire se retrouve dans l'hémisphère Sud pour les océans Pacifique et Atlantique. Il s'agit toujours d'une grande circulation anticyclonique, en correspondance avec le système de vents, mais la force de Coriolis change de sens en traversant l'équateur et un anticyclone correspond à un mouvement tournant dans le sens inverse de celui des aiguilles d'une montre.
Courants marins dans l'océan Atlantique
L'équivalent du Gulf Stream dans l'Atlantique Sud s'appelle le « courant du Brésil », qui amène les eaux chaudes tropicales jusqu'en Argentine.
Sur le bord est de l’Atlantique, on trouve le courant de Benguela, qui remonte le long de la côte africaine.
La branche située sous les alizés de sud-est est le courant sud-équatorial.
Courants marins dans l'océan Pacifique
Le courant froid qui remonte le long du Pérou s'appelle le « courant de Humboldt » ou « courant du Pérou ».
Le long de l'Australie, on trouve un courant chaud, le courant de bord est-australien, qui s'écoule vers le sud. Contrairement à ses homologues de bord ouest, il est peu vigoureux, car il existe un passage ouvert entre les océans Indien et Pacifique vers 10° S. De forts gradients de pression n'arrivent pas à s'établir le long de la côte australienne et la circulation est beaucoup moins bien définie que dans l'Atlantique Sud.
La branche subtropicale de cette circulation est constituée par le courant sud-équatorial.
La circulation cyclonique des régions subpolaires
Aux latitudes subpolaires, la circulation dominante est cyclonique.
La dérive nord-atlantique s'engage largement vers le nord de l'océan Atlantique, puis se prolonge par le courant de Norvège, relativement chaud et salé, dans les mers arctiques. Sur le bord ouest, on trouve des courants très froids, le courant est du Groenland puis le courant du Labrador, qui charrient des icebergs très loin vers le sud.
Une circulation similaire s'établit dans le Pacifique Nord. La dérive nord-pacifique se poursuit vers le nord sous le nom de « courant d'Alaska » et vient réchauffer les côtes du Canada et de l'Alaska. À l'ouest, les eaux froides de l'Oyashio descendent de la mer de Béring vers le Japon.
La situation est différente dans l'hémisphère Sud du fait de la disposition des masses continentales. Les « quarantièmes rugissants » entraînent dans leur sillage le courant circumpolaire antarctique, gigantesque anneau se dirigeant vers l'est et qui assure la communication entre les trois océans. Aucun frein n'est apporté à ce courant par une masse continentale et il s'établit largement entre le cercle antarctique et la pointe australe des continents. Dans son passage le plus étroit, entre l'Antarctique et le cap Horn, il transporte plus de 130 millions de m3.
Le continent Antarctique est bordé de courants vers l'ouest et des circulations cycloniques sont établies en mer de Ross et en mer de Weddell. Si elles sont importantes pour la formation des masses d'eau, elles ne sont cependant pas associées à de fortes valeurs de courant.
Les courants équatoriaux
Les régions équatoriales méritent une attention particulière, car on y trouve des courants en plein océan dont l'intensité est égale à celle des courants de bord ouest. Dans l'océan Atlantique, comme dans l'océan Pacifique, les vents dominants appartiennent au système des alizés, de nord-est au nord de l'équateur et de sud-est au sud. On trouve dans leur sillage le courant nord-équatorial au nord de 10° N. et le courant sud-équatorial au sud de 2° N. La dissymétrie en latitude provient du déplacement de l'équateur météorologique vers l'hémisphère Nord.
Le contre-courant nord-équatorial
La zone de rencontre des alizés s'appelle la zone de « convergence intertropicale ». Elle correspond à une transition rapide du sens de rotation des vents qui engendre un courant vers l'est dans l'océan, dans la direction opposée des vents dominants : c'est le contre-courant nord-équatorial, bien établi pendant la saison d'été dans les océans Pacifique et Atlantique et dont le transport est comparable à celui du Gulf Stream.
Le sous-courant équatorial
On rencontre en zone équatoriale un autre courant vers l'est : le sous-courant équatorial. Centré sur l'équateur, il peut dépasser 1,50 m/s dans l'océan Pacifique. Son maximum d'intensité est situé sous la surface, à une cinquantaine de mètres de profondeur. L'équilibre de ce courant est rapidement affecté par une modification des conditions atmosphériques. Si le vent local s'affaiblit, le sous-courant équatorial diminue jusqu'à disparaître alors qu'un fort courant vers l'est apparaît en surface : c'est ce qui se produit avec le courant El Niño.
Les autres courants équatoriaux
La caractéristique majeure des régions équatoriales est de développer en l'espace de quelques semaines de puissants courants vers l'est, en surface si le vent dominant est vers l'est et en subsurface si le vent dominant est vers l'ouest.
Dans l'océan Atlantique, on trouve le courant du Nord-Brésil puis celui de Guyane, qui prolongent le courant sud-équatorial vers le nord ; l'équivalent dans l'océan Pacifique est le courant de Nouvelle-Guinée et celui de Mindanao, mais le système y est plus complexe du fait de la présence de multiples îles.
Dans la partie orientale de l'océan Atlantique, le contre-courant nord-équatorial se prolonge par le courant de Guinée dans le golfe de Guinée. Au fond du golfe, il n'y a pas de circulation marquée. La situation est similaire dans l'océan Pacifique.
Les courants marins dans l'océan Indien
La masse continentale asiatique modifie fortement la circulation atmosphérique et des renverses spectaculaires de circulation océanique s'y produisent. En hiver, pendant la mousson de nord-est, le système ressemble à ceux des deux océans équatoriaux, à ceci près que la zone de convergence intertropicale est déplacée dans l'hémisphère Sud.
Les différents courants de l'océan Indien
On trouve le courant sud-équatorial au sud de 8° S., le contre-courant sud-équatorial centré vers 5° S., et le courant de dérive de mousson de nord-est (équivalent au courant équatorial nord) au nord.
Le long de la côte de Somalie existe alors un courant côtier vers le sud, d'intensité moyenne. Il pénètre au sud de l'équateur jusqu'à rencontrer le courant côtier est-africain, issu de la branche nord du courant sud-équatorial.
Le courant de bord ouest qui ferme le système anticyclonique dans l'océan Indien Sud correspond au courant de Madagascar, qui coule le long de cette île vers le sud, puis au courant des Aiguilles, le long de la côte d'Afrique, qui subit une rétroflexion spectaculaire au large de l'Afrique du Sud. De nombreux tourbillons sont engendrés à la rencontre du courant des Aiguilles et du courant circumpolaire antarctique. Mais la présence d'un courant vers le sud dans le canal de Mozambique, entre Madagascar et le continent africain, n'est pas clairement démontrée.
La fermeture de la boucle anticyclonique s'effectue par des courants vers le nord, au large de l'Australie. Mais on trouve le long de la côte australienne un courant, dit de « Leuuvin », qui coule vers le sud. Cette anomalie de circulation est due au passage ouvert entre l'océan Indien et l'océan Pacifique.
L'influence de la mousson
Pendant la mousson de sud-ouest, la situation se renverse au nord de 5° S. Le courant de dérive de mousson se renverse, le contre-courant sud-équatorial disparaît, et le courant de Somalie s'établit en l'espace de deux semaines vers le nord-ouest, le long de la côte de Somalie. C'est l'un des courants les plus puissants du monde (sa vitesse dépasse 3 m/s) et sa génération est saisonnière.
Le long de l'équateur même, la circulation n'est pas très vigoureuse, excepté aux périodes d'intermousson (en avril et en octobre) : on trouve les courants dits « jets de Wyrtki », vers l'est, le long de l'équateur.
Les courants de subsurface
Les courants s'affaiblissent rapidement avec la profondeur, mais on y trouve quand même des veines de courant bien marquées, le long des bords ouest par exemple. Les intensités sont alors de la dizaine de centimètres par seconde au plus, mais les masses d'eau transportées sont considérables puisque les courants peuvent s'établir sur plus d'un millier de mètres. Ils régissent la circulation thermohaline océanique et imposent au climat terrestre la lente mémoire des océans.
